Geología – Unidad 6 – El metamorfismo y las rocas metamórficas

Unidad 6. El metamorfismo y las rocas metamórficas.
1. El metamorfismo: Causas y efectos.
Etimológicamente hace referencia a una transformación de las rocas en el interior de la Tierra y formación de otras
con características diferentes.
1.1.
El concepto de metamorfismo.
Una roca sólida sometida a intensa P y altas T, diferentes a las originarias de su formación, experimenta un reajuste
mineralógico y estructural, es decir, cambio físico-químico que origina minerales estables en las nuevas condiciones
termodinámicas, y en consecuencia, una roca metamórfica.
Se establecen unos límites para dicha definición, es decir, queda excluido del metamorfismo:
ü Límite inferior o de inicio. Los restos vegetales que puedan existir alcanzan el grado de carbonización de
la hulla. Coinciden con la línea muerta o zona de desaparición del petróleo
ü Límite superior. Aquellas condiciones que llegan a fundir a la roca.
“Conjunto de transformaciones físico-químicas que sufren las rocas cuando, al estar sometidas a P y
T diferentes del momento de su formación, dan lugar a rocas distintas a las originales”.
1.2.
Los factores que causan el metamorfismo.
Tras la observación de la roca se puede deducir las transformaciones que el proceso ha causado en ella. (factores son la
P, la T, composición química de la roca, intensidad procesos, ambiente geológico, etc.). Por su importancia los
principales factores son:
ü La Temperatura.
ü La Presión.
ü Las reacciones químicas en presencia de fluidos.
ü Añadir el factor tiempo.
La Temperatura.
Dos razones:
ü Porque pueden romper los enlaces existentes entre los átomos.
ü Porque favorece las reacciones químicas al aumentar la energía interna de átomos y moléculas.
Se calcula que el límite inferior es 150 – 200ºC. Por debajo serán transformaciones de diagénesis (sedimentarias).
Para valores >800º, se superan los puntos de fusión de determinados minerales, se pasaría a ambiente ígneo.
Zonas de intervalo de T metamórficas:
ü Bajo la superficie terrestre. De acuerdo con el gradiente geotérmico, a unas profundidades de 8-10 km.
ü Junto a los magmas. Magmas con 900 – 1000º al irrumpir en superficie calientan las rocas y pueden
provocar metamorfismo.
ü En las zonas fuertemente tectonizadas. En movimientos cabalgantes, con abundante generación de
calor por fricción.
ü Las áreas de impacto de los meteoritos.
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La Presión.
Tiene un aumento constante con la profundidad. Y se manifiesta de formas diversas:
ü Presiónlitostática. Presión debida al peso de la columna de rocas. Actúan en todas las direcciones.
ü Presiónconfinante. Suma de litostática con la presión de fluidos que ocupan los poros. Esta presión
aumenta la densidad de las rocas. Sus nuevos minerales serán más compactos.
ü Presióndirigida. Roca sometida a esfuerzos tectónicos, zonas de colisión de placas. Deforman las rocas y
disponen estructuras y minerales de forma perpendicular a la dirección de la fuerza.
Las reacciones químicas en presencia de fluidos.
Los líquidos actúan como vehículos de transporte de iones entre los diferentes minerales y como catalizadores de las
reacciones químicas entre ellos.
Sus mecanismos de acción son:
• De forma pasiva. La transformación de ciertos minerales puede provocar la salida de CO2 y H2O a los
poros y espacios intergranulares, por ejemplo. Dichos fluidos favorecen el transporte de iones entre los
diferentes minerales que la componen.
• De forma activa. Los fluidos calientes o hidrotermales, asociados al magmatismo, pueden aportar iones
de otras rocas.
1.3.
Los efectos del Metamorfismo en las rocas.
Cambios en la textura.
Cambia la relación intergranular de tamaño y forma de los cristales. Dependiente, sobre todo, de las transformaciones
mecánicas y de los mecanismos de alteración mineral. Los cambios más importantes:
• Cambios en la orientación de los minerales.
• Aumento de la cohesión entre los granos.
Cambios en la estructura.
Estructura es la distribución y el orden de los clastos dentro del cuerpo rocoso. Microestructura, lo mismo, a
escala microscópica. Las típicas de las rocas metamórficas reciben el nombre genérico de foliación.
Grados de foliación:
ü Pizarrosidad. Bajo metamorfismo. Cristales muy finos definen estructura hojosa.
ü Esquistosidad. Mayor grado de metamorfismo. Los cristales originales dan lugar a un bandeado grosero,
muy marcado en rocas donde coexisten minerales claros y oscuros dispuestos en bandas alternas. Tipos:
Ø E. de flujo. Minerales paralelos a los planos de esquistosidad en todos los puntos de la roca.
Ø E. de crenulación. Aparición de micropliegues entre los planos de esquistosidad.
Ø E. de fractura. Existencia de planos de discontinuidad (o fractura) que delimitan zonas continuas de
las rocas (microlitos).
ü Lineación. Disposición tipo acicular, tabular paralelos entre sí. Definen serie de líneas en las rocas. Es
normal la alternancia de líneas claras y oscuras.
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ü Estructuraglandular y bandeado. M muy intenso. Grandes cristales agrupados en bandas alternas de
colores claros y oscuros, entre las que se disponen cristales de mayor tamaño que el resto, denominados
glándulas. Ejemplo el neis denominado ollo de sapo, frecuente en Galicia.
Cambios físico – químicos en la mineralogía.
Los iones liberados por el cambio de las condiciones termodinámicas pueden originar nuevas uniones que pueden ser:
• Unión en diferentes lugares del mismo mineral, se produce recristalización, o reemplazamiento de los
cristales de pequeño tamaño por un mosaico de cristales más grandes.
La recristalización puede llevar asociadas reacciones químicas con pérdida y ganancia de ciertos
constituyentes y en ese caso puede ocurrir:
Ø Deshidratación (pérdida de moléculas de agua) de compuestos silicatados como la moscovita:
KAl3SiO3O10(OH) 12
→
KAlSi3O8
+
Al2O3
+
H2O
moscovita
→
ortosa
+
corindón
+
agua
Ø Descarbonatación de la calcita:
CaCO3
+
SiO2
→
CaSiO3
+
CO2
Calcita
+
cuarzo
→
wollastonita
+
dióxido de carbono
• Unión de iones procedentes de rocas distintas, minerales de neoformación, totalmente diferentes de los
originales y dispuestos como cristales más grandes.
Ambos casos se produce una blastesis o crecimiento de cristales (blastos) en las rocas metamórficas. El crecimiento
en tamaño de los cristales disminuye la superficie de contacto y de intercambio catiónico entre ellos. Las
transformaciones que tienen lugar como consecuencia de lo dicho son:
• Transformaciones isoquímicas sin cambio de minerales. En M. de baja intensidad se conservan la
mayoría de los minerales originales, por tanto, su composición. Sólo tiene lugar la blastesis.
• Transformaciones isoquímicas con cambio de minerales.Mayor intensidad. Se cambian las
estructuras cristalinas. Origina minerales nuevos (polimorfos) pero se mantiene la composición química.
• Transformaciones aloquímicas:el metasomatismo. Rocas sometida a metamorfismo en contacto con
fluidos hidrotermales. Éstos aportan otros iones, y originan nuevos minerales diferentes a los originales. Si
proceden de calizas se deonimanskarns.
2. La descripción del metamorfismo.
Conocer causas y efectos del metamorfismo en las rocas permite realizar estudios de campo de las manifestaciones de
este proceso en superficie. Descrito y cartografiado puede permitir reconstruir el proceso ocurrido.
2.1.
Conceptos descriptivos de los procesos metamórficos.
Minerales índice.
Minerales típicos de las rocas metamórficas, estabilidad en un intervalo estrecho de valores de P y T. Su presencia es
un buen indicador de las condiciones metamórficas reinantes del momento de su formación.
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Algunos son verdaderos “geobarómetros y geotermómetros”.
Isogradas.
Líneas que delimitan el mismo grado de intensidad de metamorfismo en función de la presencia de unos u otros
minerales. Cada isograda separa una zona de un determinado mineral índice de otra en la que no aparece.
La cartografía de isogradas puede ayudar a conocer las variaciones en la intensidad del metamorfismo dentro de una
misma región, pero no de regiones distintas.
Isogradas de reacción, se establecen en función de una reacción química concreta y conocida del metamorfismo entre
dos fases minerales estables.
Zonas metamórficas.
Zonas delimitadas por isogradas, contienen un determinado mineral índice en sus rocas.
Zonas asociadas a una determinada intensidad de metamorfismo.
• Epizona. Zona más superficial y de menor intensidad(200–450º C y P bajas)
• Mesozona. Intermedia en profundidad e intensidad metamórfica (450–650º y P medias).
• Catazona. Zona más profunda, mayor intensidad. (>650ºC inferiores a la fusión, y P altas).
Asociaciones mineralógicas.
Además del mineral índice aparece otros formados bajo las mismas condiciones. Mineral índice + minerales
compañantes = asociación o paragénesis mineral.
Facies metamórficas.
Introducido por Eskola, 1915. = conjunto de rocas metamórficas que contienen una paragénesis mineral
característica.Dicha asociación a partir de una misma roca original sometida a las mismas condiciones.
Eskola describió 8, otros autores han definido alguna más.
La facies puede ser un índice bastante preciso de un determinado proceso metamórfico, un ambiente geológico.
Grado de metamorfismo .
Winkler (1978), tiene en cuenta las condiciones que originan determinadas reacciones entre las asociaciones de
minerales de una roca para dar lugar a paragénesis minerales diferentes. Concepto referido exclusivamente a la
intensidad del metamorfismo.
Cada roca indica una intensidad, aplicado a una roca original se relaciona con un determinado mineral índice, por
tanto, con una zona metamórfica o con una facies.
4 grados: muy bajo; bajo (epizona); medio (mesozona) y alto (catazona).
3. Tipos de metamorfismo.
Lo primero es caracterizar el ambiente geológico, síntesis de unas condiciones termodinámicas y de una forma
muy concreta de actuación de los factores que causan el metamorfismo.
3.1.
Metamorfismo térmico o de contacto.
Alrededor de las intrusiones magmáticas. Calentamiento directo debido al magma y, en ocasiones, la acción química
de los fluidos magmáticos asociados. La presión no suele ser significativa.
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La intensidad depende de:
-
El tamaño del plutón.
-
La naturaleza de la roca encajante.
-
La Temperatura.
-
Distancia al foco térmico.
Se forman las aureolas metamórficas de cm a km de grosor, mayor alteración cuanto mayor fuera la T y cuanto
más cerca estuvieran.
Rocas típicas, en general, corneanas o cornubianitas, minerales como sillimanita, en la zona más cercana.
3.2.
El metamorfismo regional.
Afecta a extensas regiones. Miles de km de longitud y decenas de anchura. Suelen ser antiguas cuencas sedimentarias
entre placas litosféricas. Tras la transformación de cuenca en orógeno debido a esfuerzos tectónicos.
Origen de las variaciones de P y T.
La variación de T.
-
Hundimiento de litosfera en estas zonas(gradiente geotérmico)
-
Mecanismo de subducción de la placa oceánica bajo la continental. Fricción.
La variación de la P.
-
Asociado al enterramiento de los sedimentos (litostática).
-
De origen tectónico por choque de placas. (dirigidas).
Variantes del metamorfismo regional.
• Áreas orogénicas de subducción. En dos cinturones paralelos al borde de la placa que subduce:
Ø Cinturón metamórfico de borde externo.Parte más cercana al océano. De alta P (dirigida y
litostática) y de baja T (la placa aún está fría). Facies de ceolitas, al inicio y de esquistos azules, con
posterioridad.
Ø Cinturón metamórfico de cadena orogénica-arco magmático. Parte interna de la zona de
subducción (cadena orogénica-arco magmático). Baja P y alta T(hundimiento en la zona y efecto
del gradiente geotérmico). Mayor anchura que el anterior. Facies de esquistos verdes y las
anfibolitas, y rocas tipo pizarras, esquistos y gneises.
• En los orógenos de colisión continentales.También los dos cinturones, muy amplios. Litologías
heredadas de fases previas. Rocas profundamente deformadas, y las dos masas continentales afectadas.
Según la cronología de sucesos anteriores o posteriores a las etapas tectónicas pueden ser:
• Precinemático.
Anterior
3.3.
• Sincinemático.
Simultáneo.
• Postcinemático.
Posterior.
Metamorfismo dinámico o dinamometamorfismo.
Zonas fuertes P dirigidas, origen tectónico. Fracturan rocas, generan fallas. Sobre todo a las rocas que se localizan en
el plano de fractura de la falla.
La P llega a triturar las rocas del plano de falla. Si la falla es de grandes dimensiones el desplazamiento origina una
fricción que eleva la T y provoca la recristalización de minerales de bajo grado.
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En términos generales son cataclastitas o brechas de fallas.
Si la trituración es extrema, los minerales son convertidos en partículas microscópicas, roca = milonita.
Si el enfriamiento es rápido, se forman vidrios o pseudotaquilitas.
3.4.
Metamorfismo de enterramiento.
En cuencas sedimentarias márgenes continentales(pasivos y activos). Posterior a la litificación, dado el grosor de todos
los sedimentos se produce el metamorfismo.
La presión confinante predomina. El efecto de la T es apenas apreciable.
Estructura característica frecuente es la pizarrosidad, foliación muy fina, minerales orientados en planos paralelos a
la estratificación (perpendiculares a la dirección de la presión).
3.5.
Otros tipos de metamorfismo.
El metamorfismo hidrotermal.
Típico de zonas magmáticas. Asociada la presencia de fluidos calientes y ricos en iones disueltos. Se producen cambios
en la composición química. Transformaciones aloquímicas y se denomina metasomatismo.
Los skarn : rocas metamórficas procedentes del metasomatismo de las calizas magnesianas y dolomías que se han
enriquecido en elementos como el Si, Al, Fe, etc.
También enriquecimiento en Cl, B o F.
El metamorfismo de fondo oceánico.
En grandes extensiones de los fondos, en las proximidades de las dorsales oceánicas.
Agua del mar que penetra en las fracturas de la corteza oceánica, se calientan por efecto del magma. Suben de nuevo a
altas T o en forma de vapor. Causan:
-
Metamorfismo de basaltos.
-
Surgencias:
o Chimeneasblancas. Emiten fluido incoloro a 300ºC
o Chimeneasnegras. Fluidos color oscuro 350ºC cargados de S= metálicos que precipitan alrededor.
El metamorfismo de impacto meteorítico.
Resultado de altísimas P y T procedentes del momento del impacto. Transformación muy intensa en el cráter de
impacto y en su entorno próximo. Pueden darse la fusión parcial, dando minerales densos similares a los del manto.
Se forman polimorfos de sílice poco comunes.
4. Las rocas metamórficas.
4.1.
Según la composición mineralógica.
Cada roca se nombra y se clasifica en función de la proporción relativa en la que ciertos minerales forman parte de
ella. Pueden ser, cuarzo, feldespato (potásicos, cálcico-sódicos o plagioclasas), las micas, los piroxenos y los
anfíboles, o minerales índice como el granate.
Se expresa en forma de %, representación similar a Streckeisen.
4.2.
Según la composición mineralógica de la roca original.
Si se conoce la composición mineralógica inicial se puede definir la composición química y mineralógica de la roca
metamórfica resultante.
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Se establecen 4 series o grupos con composición básica similar:
-
Ultramáfica
-
Máfica.
-
Pelítica.
-
Carbonatada-silícea.
Serie ultramáfica.
Metamorfismo de las peridotitas o similares. Rocas derivadas son las serpentinitas. Conservan minerales originales.
Serie máfica.
Metamorfismo de los basaltos, gabros y andesitas. Rocas resultantes de las facies de las anfibolitas, esquistos verdes,
esquistos azules y de las eclogitas.(en casos de metamorfismo de mayor intensidad).
Serie pelítica.
Procedente de lasa pelitas, sedimentarias detríticas de grano fino o muy fino. Minerales tipo arcilloso.
Varias rocas de aspecto y composición en función del grado de metamorfismo:
• Pizarras. Del metamorfismo regional de bajo grado de las arcillas. Grano fino, pueden tener fósiles.
Característica la pizarrosidad marcada. Pueden ser arcillosas, calcáreas, bituminosas (con hidrocarburos)
• Las filitas y los esquistos. Grado de metamorfismo mayor. Grano más grueso, permite reconocer los
minerales . Se aprecian cristales de cuarzo y feldespatos, entre cristales de mica. Importante
esquistosidad y signos iniciales de bandeado. No conservan textura inicial ni fósiles.
•
Los neises. Metamorfismo regional de grado alto. Presentan blastesis acusada con grandes cristales de
cuarzo, feldespatos y biotita. Los de biotita se orientan según planos paralelos y perpediculares a la
dirección de las presiones dirigidas. Bandeado característico. Algunos con grandes cristales de feldespato
(glándulas o amígdalas)
• Las migmatitas. Metamorfismo muy intenso. T suficiente para una fusión parcial de algunos minerales, que
cristalizan de nuevo. Son intermedias entre metamorfismo y magmatismo.
Presentan una matriz esquistosa o néisica, atravesada por venasdecuarzo y feldespatos. Se alcanza a una
T de 600 – 800º C. Las bandas claras del neis se funden, las oscuras se mantienen pero se deforman por la
plasticidad de las fundidas. Si la roca se enfría en ese momento se forma una migmatita.
Serie carbonatada-silícea.
Rocas de metamorfismo regional o de contacto de rocas sedimentarias carbonatadas o silíceas.
• Los mármoles. Proceden de la alteración de rocas sedimentarias carbonatos calcomagnésicos, como las
calizas y las dolomías.
• Las cuarcitas. Metamórficas muy duras. Blastesis importante, sin orientación visible. Metamorfismo de las
areniscas ricas en cuarzo.
4.3.
Según la estructura de la roca metamórfica.
Las rocas con estructura foliada.
Zonas de metamorfismo regional. Foliación = estructura planar definida por la orientación de sus minerales, y
perpendicular a la fuerza predominante.
Filitas, esquistos, micaesquistos, neises y anfibolitas.
Las rocas no foliadas o masivas.
Incluyen las corneanas, cuarcitas, mármoles y eclogitas.
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4.4.
Según la textura de la roca metamórfica.
Todas las rocas metamórficas presentan signos de recristalización, y produce una textura cristaloblástica.
Dicha textura pude presentar 4 tipos morfológicos.
• T. granoblástica. Mosaico de cristales equigranulares con tendencia al empaquetamiento hexagonal. Típica
de rocas monominerales, cuarcitas y mármoles.
• T. lepidoblástica. Incluyen minerales laminares (filosilicatos como las micas). Cristales planos a modo de
escamas, textura con cierta ordenación. Micacitas, esquistos micáceos y algunos neises.
• T. nematoblástica. Minerales aciculares. (Como los anfíboles). Dichos cristales crecen con sus ejes
mayores perpendiculares a la dirección de los esfuerzos. Textura con orientación pero no esquistosidad.
Anfibolitas y neises anfibólicos.
• T. porfidoblástica. Con algunos cristales grandes, los porfidoblastos inmersos en una matriz de cristales
pequeños de otros minerales.
Rocas con texturas especiales.
• T. poiquiloblática. Cristales con gran número de inclusiones de minerales de la matriz.
• T. coronítica. Cada cristal con un halo de alteración con aspecto de corona.
5. Las facies metamórficas.
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